Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Развитие Земли

Подождите немного. Документ загружается.

282

палеозое (т. е. до появления наземной растительности) была пропорциональна массе воды

в океанах, которая нам известна (см. раздел 9.1). В этом случае сравнительно просто

удается рассчитать и графики накопления биогенного кислорода в осадочных резервуарах,

и скорости развития этих процессов (рис. 10.5).

Рис. 10.5. Накопление связанного кислорода в резервуарах осадочных пород и в атмосфере с указанием

источников поступления кислорода (Сорохтин, Ушаков, 1991)

Аналитически оценить парциальное давление кислорода в атмосфере сложнее,

поскольку оно зависело от нескольких трудноопределимых геохимических условий

выделения и поглощения кислорода, господствовавших только в глубоком докембрии и не

повторявшихся впоследствии. Надо также иметь в виду, что поступление кислорода в

атмосферу определяется равновесием между двумя мощными процессами генерации и

поглощения кислорода, а характеристики этих процессов известны недостаточно точно.

Поэтому надо попытаться восстановить основные закономерности изменения

парциального давления кислорода в атмосфере только по геохимическим данным. Такие

реконструкции делались неоднократно и ранее (Urey, 1959; Walker, 1977; Шопф, 1982; и

др.).

Анализируя геологические данные, приходится признать, что парциальное

давление О

в архейской и раннепротерозойской атмосфере было очень низким. Хотя в

архее из-за более низкого содержания свободного железа в конвектирующей мантии над

участками зонной дифференциации земного вещества (см. рис. 4.3 и 4.10) парциальное

давление кислорода могло быть несколько выше, чем в раннем протерозое во время

массовых отложений железорудных формаций. Обычно в качестве аргументов ссылаются

на геохимические характеристики древних осадочных образований, которые можно

интерпретировать как показатели существования восстановительной обстановки и

практически полного отсутствия свободного кислорода в атмосфере до 2,0 млрд лет назад.

Назовем эти особенности: присутствие в раннедокембрийских отложениях уранинита и

пирита; высокое отношение в осадках FeO/Fe

; высокое содержание в аутигенных

минералах двухвалентного железа (например, в форме сидерита); высокое отношение

Mn/Fe в железорудных формациях; слабо окисленное состояние европия и церия в

хемогенных отложениях архея и раннего протерозоя.

В позднеархейских и раннепротерозойских конгломератах типа Витватерсранда в

Южной Африке или Эллиот-Лейк в Канаде, широко распространенных на многих древних

щитах и сформированных в интервале времен от 3 до 2,1 млрд лет назад, содержится

большое количество обломочных уранинита UO

(отлагавшегося только в период от 2,5

до 2,1 млрд лет) и пирита FeS

. Судя по косой слоистости и общей структуре

конгломератов, видно, что их отложение происходило в прибрежных зонах на шельфах

древних щитов, т.е. в деятельном слое океана. Поэтому образование таких минералов

283

нельзя объяснить застойными явлениями в глубинных океанических водах. Кроме того, в

период возникновения обширного Гуронского оледенения (около 2,5–2,3 млрд лет назад)

застойных вод вообще не должно было бы существовать. Следовательно, в момент своего

образования уранинит и пирит раннепротерозойских конгломератов находились в

геохимическом равновесии с аэрированными водами океана, т.е. с атмосферой. Но при

нахождении в среде с парциальным давлением О

выше 10

–6

современного уровня

уранинит переходит в U

и другие окислы, а пирит разлагается с образованием окислов

железа и сульфат-иона.

О восстановительных условиях древней атмосферы говорят и высокие отношения

закисного железа к окисному в раннедокембрийских осадках и корах выветривания, а

также массовые отложения хемогенных сидеритов. Например, карбонаты литоральной

зоны нижнего протерозоя в Трансваале (Южная Африка) обладают высокими

концентрациями слабо окисленных форм железа и марганца (Eriksson et а1., 1975). То же

относится и к аутигенным минералам, таким, как глауконит и гриналит; в

раннедокембрийских отложениях глауконит, обладающий высоким отношением Fe

/Fe

≈ 7, практически не встречается, а родственный ему силикат железа с высоким

содержанием Fe

– гриналит, наоборот, распространен весьма широко.

Рассматривая вопрос о восстановительном характере раннедокембрийской

атмосферы Земли, следует особо подчеркнуть, что факт одновременного отложения в то

время окисных железных формаций не противоречит приведенным выше выводам о

чрезвычайно низком парциальном давлении кислорода в атмосфере тех далеких

геологических эпох. Более того, само существование осадочных железорудных формаций

докембрия подтверждает эти выводы. Действительно, ведь при окислительной обстановке

в атмосфере и океане растворимость окислов железа резко падает, и, следовательно, столь

же резко должна уменьшаться миграционная способность железа. В этом случае все

железо окислялось бы до трехвалентного нерастворимого состояния непосредственно в

рифтовых зонах Земли и там же осаждалось, формируя металлоносные осадки

офиолитовых комплексов, а не разносилось по всему океану, в том числе и на пассивные

окраины континентов, с которыми и связаны залежи окисного железа. В те далекие эпохи

железо скорее всего растворялось в океанических водах в форме бикарбоната Fe(HCO

Окисление растворимого бикарбоната железа до трехвалентного состояния могло

происходить чисто биогенным путем в местах обитания и развития фитопланктона и

других фотосинтезирующих микроорганизмов. При этом выделявшийся за счет

метаболизма водорослей и микроорганизмов кислород поступал прямо в водный раствор

и тут же, без выделения в атмосферу, т.е. in situ, связывался с железом, окисляя его до

трехвалентного и нерастворимого состояния: 2Fe(HCO

)

+ O →Fe

+ 4CO

+ 2H

Исследование же изотопного состава осадочного С

орг

в докембрийских железорудных

отложениях показывает, что связанное с биологическими процессами изотопное

фракционирование углерода происходило даже на стадиях накопления самых древних

железистых формаций Исуа в Западной Гренландии возрастом около 3,8 млрд лет. В еще

большей мере это относится к железистым кварцитам группы Хамерсли возрастом около

2,2–2 млрд лет. Кроме того, в докембрийских толщах железистых кварцитов, были

найдены прямые следы микрофоссилий, непосредственно указывающие на биогенное

происхождение железорудных формаций.

Из рассматриваемого механизма окисления железа, в частности, следует, что в

моменты всплеска накопления железных руд парциальное давление кислорода в

атмосфере Земли должно было падать еще ниже, поскольку именно в эти периоды почти

весь кислород биогенного и фотодиссоциационного происхождения поглощался

окисляющимся железом. В противоположность этому в периоды затухания процессов

железорудного накопления содержание кислорода в докембрийской атмосфере могло

несколько повышаться за счет поступления его избытков из океана. Трудно определить

284

масштабы этих колебаний парциального давления кислорода в атмосфере, но не

исключено, что они могли достигать 3–4 порядков.

Если уранинит действительно может накапливаться только при давлениях

кислорода меньших 10

–5

–10

–4

атм, а уран в свите Витватерсранд в основном отлагался в

течение промежутка времени от 2,5 до 2,1 млрд лет назад (Хатчинсон, Блэкуэлл, 1988),

т.е. между двумя смежными периодами массового накопления железорудных формаций

2,8–2,6 и 2,2–2,0 млрд лет назад, то следует ожидать, что в периоды массового отложения

железистых осадков парциальное давление кислорода не превышало 10

–8

–10

–9

атм.

Другим пределом может служить оценка, согласно которой протерозойские гидроокислы

железа (окисленные теперь до гематита) формировались в атмосфере с давлением

кислорода порядка 10

–13

атм (Klein, Bricker, 1977).

При оценке парциального давления кислорода в позднем докембрии необходимо

учитывать, что красноцветные коры выветривания на поверхности континентов и

красноцветные осадки терригенного происхождения на континентальных окраинах появи-

лись только после 2 млрд лет назад (Салоп, 1973; Анатольева, 1978). Но именно

красноцветы являются неоспоримыми свидетелями появления свободного кислорода в

атмосфере (и гидросфере), поскольку при этом резко падает миграционная способность

железа и после его окисления до трехвалентного состояния в процессе выветривания

силикатов или карбонатов оно сохранялось in situ в продуктах разрушения пород,

придавая им характерные буровато-красные оттенки. Показательной характеристикой

изменения восстановительно-окислительных условий в древней атмосфере является

переход окисленности европия в осадках от Eu

к Eu

, произошедшей на интервале

времен от 1,9 до 0,8 млрд лет назад (Fryer, 1977).

Появление свободного кислорода, безусловно, должно было стимулировать

эволюцию жизни и возникновение новых ее форм с более совершенным энергоемким

метаболизмом. По палеонтологическим данным, известно, что первые находки эукариот

(органических клеток с обособленным ядром) относятся к толщам среднего протерозоя с

возрастом около 1,9–1,5 млрд лет. Для своего развития эукариотический фитопланктон

требует небольших количеств растворенного в воде кислорода, поэтому можно связать

это событие с переходом атмосферы через “точку Юри”, определяемую давлением

кислорода около 10

–3

от современного уровня.

В позднем протерозое, еще до исчезновения железа из мантии (см. раздел 4.5), в

связи с развитием Лапландского оледенения и возникновением в океанах крупномас-

штабного перемешивания поверхностных и глубинных вод вновь стали отлагаться

железорудные формации. Результатом этого должен был быть новый импульс снижения

парциального давления кислорода, правда, не очень значительный.

Еще одной реперной точкой, по-видимому, является момент появления

многоклеточных организмов царства животных. Находки наиболее древних метазоа, как

известно, были сделаны в отложениях Южной Австралии нижнего венда возрастом около

680 млн лет. Но для организмов царства животных характерен активный обмен веществ,

использующий кислородное дыхание. Поэтому появление метазоа могло произойти

только при относительно повышенном парциальном давлении кислорода в атмосфере.

Обычно за критическое содержание кислорода принимается точка Пастера,

соответствующая его давлению около 10

–2

от современного уровня, при котором

анаэробный процесс брожения сменяется энергетически более выгодным кислородным

метаболизмом.

Интересно отметить, что момент достижения кислородным давлением уровня

Пастера и появления первых многоклеточных животных близко совпадает с

определенным выше временем полного исчезновения металлического железа из мантии –

главного поглотителя свободного кислорода во внешних геосферах Земли (см. раздел 4.5).

После этого момента дальнейшее накопление кислорода в земной атмосфере должно было

происходить очень быстро. Действительно, как мы уже отмечали, скорость биогенного

285

выделения кислорода в докембрии и раннем палеозое вероятнее всего была

пропорциональна массе воды в океане и, следовательно, в конце протерозоя уже мало

отличалась от современной скорости поставки этого газа из океана. При современном

уровне продуцирования кислорода (около 3,2·10

г/год) весь его объем в атмосфере

обновляется всего за 3800 лет (Шопф, 1982). Принимая теперь, что сейчас около 80%

ежегодной продукции кислорода поставляется наземными растениями (Walker, 1974),

можно оценить, что после прекращения функционирования мощнейшего процесса

связывания кислорода в окислах железа океанических осадков в самом конце протерозоя

обновление кислородного запаса в атмосфере уже могло происходить за 20–25 тыс. лет, т.

е. за ничтожно малое время по сравнению с длительностью геологических процессов.

Этот же подход позволяет оценить содержание кислорода в атмосфере раннего палеозоя

до появления наземной растительности в середине девона: концентрация кислорода тогда,

вероятно, составляла 20% от современного уровня, а парциальное давление достигало

0,04–0,05 атм. В середине мезозоя, после появления и широкого распространения

цветковых растений, содержание и давление кислорода в атмосфере уже приблизились к

его современному уровню (около 0,23 атм).

По-видимому, в природе существует очень чувствительный механизм

регулирования парциального давления кислорода в земной атмосфере фанерозоя.

Осуществляется такое регулирование за счет установления динамического равновесия

между двумя процессами. С одной стороны, это конечная мощность биологических ме-

ханизмов генерации кислорода (зависящая от содержания углекислого газа и фосфора в

атмосфере, океанической воде и почвах), а с другой – это процессы поглощения

кислорода (определяемые его парциальным давлением в атмосфере) благодаря

разложению в осадках органического углерода и его повторного окисления до

углекислого газа. По этой причине можно ожидать, что установившийся сейчас

равновесный уровень содержания кислорода в современной атмосфере (20,95% по объему

или 0,232 бар по давлению) сохранится надолго и в будущем до полного окисления

двухвалентного железа в мантии еще приблизительно через 600 млн лет. Это будет

связано с тем, что на последнем этапе тектонического развития Земли после полного

окисления мантийного железа до стехиометрии устойчивого при больших давлениях

магнетита должно начаться выделение глубинного кислорода, освобождающегося в

процессе дифференциации земного вещества за счет бародиффузионного распада окислов

железа, по реакциям 2Fe

→ 3Fe·FeO + 5O (см. раздел 4.5). Судя по расчетам, это

должно произойти еще через 600 млн лет, причем таким путем освободится в мантии

около 2,6·10

г кислорода. Но поскольку к тому времени все мантийное железо уже будет

предельно окислено до устойчивой при повышенных давлениях магнетитовой фазы, то

такой кислород останется свободным и сможет выделяться из мантии в атмосферу.

После предельного окисления всех элементов на Земле парциальное давление

кислорода в земной атмосфере после 600 млн лет начнет существенно повышаться и через

1 млрд лет уже достигнет 2,6 атм, а к моменту прекращения тектонической активности

Земли (и ее дегазации), примерно через 1,6 млрд лет приблизится к 43 атм (см. рис. 10.5).

Столь значительное повышение содержания кислорода в земной атмосфере далекого

будущего, безусловно, должно трагическим образом сказаться на всей наземной жизни –

она просто сгорит в такой атмосфере. Жизнь тогда сможет сохраниться временно, только

в океанах (до их полного выкипания в далеком будущем).

10.2. Эволюция химического состава и давления земной атмосферы

Определив отдельно основные закономерности накопления в атмосфере главных

составляющих, легко рассчитать суммарную картину эволюции состава земной

атмосферы и ее давление. Следует добавить еще накопление в атмосфере радиогенного

аргона

Ar, содержание которого в современной атмосфере достигает 1,28% по массе

(суммарная масса аргона на 99,6% состоит из изотопа

Ar). Источником изотопа

Ar, как

286

известно, является радиоактивный изотоп калия

К, большая часть которого (около 89%)

путем β-распада превращается в изотоп

Са, тогда как остальная часть (11%) путем

электронного захвата переходит в аргон

Ar. Калий является типичным литофильным

элементом и накапливается в континентальной коре пропорционально ее росту (см. раздел

6.8). Во время перехода калия в континентальную кору из океанической коры (см. рис.

6.20) происходит плавление корового материала, при этом накопившийся в калиевых

минералах аргон освобождается и, как летучий элемент, большей частью поступает в

атмосферу. Поэтому накопление аргона в атмосфере в первом приближении должно быть

пропорционально росту континентальной коры (см. рис. 6.23). Суммарная картина

изменения состава и давления атмосферы Земли изображена на рис. 10.6 (в связи с

малыми значениями парциального давления аргона его концентрация на рисунке отдельно

не показана, но включена в кривую давления азота).

Как видно из графиков, в катархее, около 4,6–4 млрд лет назад, атмосфера Земли

была менее плотной, чем сейчас и состояла в основном из азота (0,67 атм), лишь с

небольшими примесями благородных газов (~2·10

–5

атм). В архее началось сравнительно

быстрое нарастание давления углекислого газа, и атмосфера в основном стала

углекислотной с подчиненным содержанием азота. В пике развития архейской атмосферы

парциальное давление углекислого газа превышало 5 атм при парциальном давлении азота

около 1 атм, поэтому суммарное давление атмосферы тогда (около 2,7 млрд лет назад)

превышало 6 атм.

Помимо углекислого газа в атмосфере раннего архея должен был накапливаться

метан, образующийся при окислении железа водой в присутствии углекислого газа

4Fe + 2H

O + CO

→ 4FeO + CH

+ 41,8 ккал/моль. (10.6)

Наиболее интенсивно этот процесс должен был развиваться на самых ранних этапах

дегазации Земли в начале архея, когда бóльшая часть поверхности Земли еще была

сложена первозданным реголитом, содержавшим до 13 % металлического железа. В

составе атмосферы того времени метан мог даже превалировать над СО

. Кроме того, в

архее в небольших количествах генерировалась и окись углерода, возникающая при

взаимодействии углекислого газа с горячим железом

Fe + CO

+ 4,05 ккал/ моль → FeO + CO. (10.6')

Отсюда видно, что атмосфера в начале раннего архея, была существенно

восстановительной и азотно-углекислотно-метановой по составу. В дальнейшем,

приблизительно через 100 млн лет, после полной гидратации первозданного реголита,

восстановительный потенциал архейской атмосферы должен был резко снизиться

благодаря фотодиссоциации метана солнечным излучением и образования формальдегида

СН

+ СО

+ hν → 2HCOH.

В результате архейская атмосфера стала углекислотно-азотной лишь с небольшими

добавками метана и равновесным содержанием влаги.

Рис. 10.6. Эволюция состава и давления земной атмосферы

287

В протерозое после выделения земного ядра и резкого снижения тектонической

активности Земли в океанической коре возник серпентинитовый слой (см. рис. 9.2) и

резко активизировались процессы связывания углекислого газа в карбонатах по реакциям

типа (10.1) и (10.2). В результате довольно быстро (в течение примерно 100 млн лет) из

атмосферы оказался выведенным практически весь углекислый газ и земная атмосфера

стала азотной с общим давлением около 1 атм. Наконец, после полного исчезновения

свободного (металлического) железа из мантии в конце протерозоя (см. раздел 4.5, рис.

4.10) в атмосфере фанерозоя стал постепенно накапливаться кислород, и она приняла

привычный азотно-кислородный состав, а ее давление поднялось до 1 бара. В фанерозое

максимального давления атмосфера, по-видимому, достигала в середине мезозоя, когда

скорость генерации кислорода стала максимальной в связи с широким распространением

тогда по Земле цветковых растений.

В будущем общее давление земной атмосферы продолжит постепенное снижение

за счет связывания микроорганизмами азота в почвах континентов. Процесс этот

продолжится до тех пор, пока в будущем, приблизительно через 600 млн лет, не начнется

дегазация из мантии эндогенного кислорода, освобождающегося при образовании

“ядерного” вещества Fe·FeO по реакции (4.6) из предельно окисленных к тому времени

окислов железа в мантии. После этого давление кислорода в атмосфере Земли начнет

стремительно возрастать вплоть до 40 атм и выше. Но произойдет это, на наше счастье,

еще очень не скоро.

10.3. Адиабатическая теория парникового эффекта

Считается, что атмосфера слабо поглощает солнечную коротковолновую

радиацию, которая в большей части достигает земной поверхности, но задерживает

длинноволновое (тепловое) излучение этой поверхности, тем самым значительно

уменьшая теплоотдачу Земли в космическое пространство. Это принимается за главную

причину повышения температуры атмосферного воздуха, и чем выше концентрация в

воздухе так называемых “парниковых газов”, поглощающих инфракрасное (тепловое)

излучение, тем большим оказывается прогрев атмосферы. Идея о разогреве земной

атмосферы парниковыми газами впервые была высказана в конце прошлого столетия

известным шведским ученым С. Аррениусом и с тех пор принимается на веру

практически без проверки.

Обычно главным методом решения таких задач о парниковом эффекте является

моделирование процесса прогрева атмосферы по многочисленным, но не очень

устойчивым условиям энергетического баланса земной атмосферы. Существующие

неопределенности в оценках тех или иных параметров принятой модели, а их

насчитывается не менее 30, фактически делают решение самой задачи некорректным. По

этой причине рассмотрение природы парникового эффекта мы решили провести с

наиболее общих позиций, используя синергетический подход. При таком подходе можно

пользоваться только наиболее значимыми и достоверно установленными параметрами

среды и определяющими характеристиками управляющего процесса. Например, можно

учитывать только такие параметры, как масса атмосферы, ее теплоемкость, осредненное

значение энергии падающего на Землю солнечного излучения, а также принимать во

внимание существование сильной отрицательной обратной связи между сферическим

альбедо планеты и ее осредненной приземной температурой. При этом, правда, теряется

локальная детальность описания парникового эффекта, поскольку модель первого

приближения оказывается одномерной и осредненной по всей Земле. Однако в некоторых

случаях такой подход обладает определенными преимуществами, поскольку позволяет

получать аналитический и однозначный результат решения таких глобальных проблем,

как, например, определение влияния состава атмосферы на суммарную величину ее

парникового эффекта (для всей Земли в целом). Кроме того, надо иметь в виду, что в

288

одномерную модель можно включать дополнительные и локальные параметры, например

широту местности, наклон оси вращения Земли к плоскости эклиптики, приток

дополнительного тепла потоками воздушных масс (циклонами), альбедо снежного

покрова и т.д. Таким путем можно построить трехмерную и даже четырехмерную

(четвертое измерение – время) модель парникового эффекта. При этом мы постараемся

показать, что главными факторами, ответственными за возникновение комфортных

климатических условий на Земле, являются величина солнечной радиации, а также состав,

давление и теплоемкость земной атмосферы.

10.3.1. Основные характеристики современной атмосферы

Напомним вначале основные характеристики земной атмосферы: масса атмосферы

равна примерно 5,15·10

г, среднее давление воздуха на уровне моря p

равняется одной

физической атмосфере, или 1,0132 бар = 1013,2 мбар (760 мм ртутного столба), а

плотность

≈ 1,27⋅10

–3

г/см

. С высотой давление и плотность воздуха быстро

уменьшаются по экспоненциальному закону (рис. 10.7):

}exp{

−= , (10.7)

где g = 981 см/с

– ускорение силы тяжести;

– средний молекулярный вес атмосферных

газов (для Земли при р = р

;

= 28,97); R = 1,987 кал/град·моль = 8,314·10

эрг/град⋅моль

– газовая постоянная; Т – абсолютная температура в градусах Кельвина; h – высота над

уровнем моря, см. Соответственно уменьшается с высотой и плотность воздуха.

Рис. 10.7. Зависимость давления от высоты (рассчитано по распределению температуры с высотой,

изображенному на рис 2.2)

Азотно-кислородный состав земной атмосферы уникален для планет Солнечной

системы. Сухой воздух содержит 75,51% (по массе) азота, 23,15 – кислорода, 1,28 –

аргона, 0,046 – углекислого газа, 0,00125 – неона и около 0,0007% остальных газов.

Важной активной компонентой атмосферы является водяной пар (и вода в каплях

облаков). Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12 – 0,13)·10

г, что

в пересчете на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5

г/см

земной поверхности. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков,

приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар в

атмосфере обновляется примерно 30 раз в году, или каждые 12 дней. В верхних слоях

атмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон,

состоящий из трехатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в

289

атмосфере О

≈ 3,1·10

г (кислорода в атмосфере О

= 1,192·10

г), этот газ спасает жизнь

на поверхности Земли от пагубного воздействия на нее жесткого излучения Солнца.

По распределению температуры в атмосфере Земли (см. рис. 2.2) можно выделить

три характерных слоя. Нижний и наиболее плотный слой земной атмосферы – ее

тропосфера простирается до высот порядка 8–10 км в высоких широтах и до 16–18 км в

экваториальном поясе (в среднем до 12 км), содержит около 80% массы всей атмосферы и

характеризуется почти линейным распределением температуры. Средний слой уже

существенно разреженной атмосферы включает в себя стратосферу и мезосферу и

характеризуется крупным максимумом температуры, достигающим 270 К на высотах

около 50 км. Этот температурный максимум связан с поглощением озоном

ультрафиолетового излучения Солнца. Еще выше расположена термосфера, в которой

температура увеличивается с высотой до 1000 К и более, а на высотах, превышающих

1000 км, термосфера постепенно переходит в экзосферу и далее в открытый космос.

Между тропосферой и стратосферой, мезосферой и термосферой существуют переходные

слои, соответственно тропопауза, с температурами около 190–220 К и мезопауза с

температурами, близкими к 180–190 К.

Распределение температуры в тропосфере Земли принципиально отличается от ее

распределения в стратосфере, мезосфере и термосфере. В тропосфере это распределение

почти линейное, тогда как в верхней атмосфере оно резко нелинейное с характерным

максимумом на высотах около 50 км и ростом температуры выше 90 км. Максимум

температуры на высотах около 50 км связан с поглощением ультрафиолетового излучения

Солнца озоном, повышение температуры выше 90 км связано с ионизацией разреженного

воздуха жестким излучением Солнца. Таким образом, в стратосфере и мезосфере

температура в основном определяется радиационным механизмом передачи тепла, тогда

как распределение температуры в тропосфере определяется другими процессами,

главным из которых является конвективный вынос тепла из этого нижнего и плотного

слоя атмосферы в стратосферу, где далее оно теряется в космосе уже радиационным

путем.

10.3.2. Основы адиабатической теории парникового эффекта

По определению парниковым эффектом называется разность между средней

температурой поверхности планеты и ее радиационной (эффективной) температурой, под

которой эта планета видна из космоса. Средняя температура по всей Земле в целом

приблизительно равна +15 °С, а ее эффективная температура −18 °С, следовательно,

парниковый эффект на Земле сейчас равен +33 °С.

С точки зрения приведенного определения парниковый эффект является вполне

реальной категорией, хотя сам термин “парниковый эффект” и неудачен, и физически

просто неверен. Считается, что атмосфера, содержащая так называемые “парниковые

газы”, слабо поглощает солнечную коротковолновую радиацию, которая в большей части

достигает земной поверхности, но задерживает длинноволновое (тепловое) излучение

этой поверхности, тем самым значительно уменьшая теплоотдачу Земли в космическое

пространство. Это и принимается за главную причину повышения температуры

атмосферного воздуха, и чем выше концентрация в воздухе упомянутых “парниковых

газов”, поглощающих инфракрасное (тепловое) излучение, тем, как считается, бóльшим

оказывается прогрев атмосферы. Свое название эффект разогрева атмосферы под

влиянием поглощения парниковыми газами теплового излучения, идущего от поверхности

Земли (greenhouse effect), получил по аналогии с теплицами, перекрытыми стеклянной

крышей (green house), поскольку стекло тоже легко пропускает видимый спектр

солнечного излучения, но задерживает инфракрасное излучение. Однако главный эффект

всех теплиц и парников такого типа в другом – в изоляции заполняющего их воздуха от

конвективного перемешивания с наружным воздухом. По этой причине, как только

290

открываются окна теплиц и восстанавливается связь с внешним пространством, в них

сразу же пропадает и “парниковый” эффект.

Поскольку Земля обладает сравнительно плотной атмосферой, то в ее нижнем и

наиболее плотном слое − тропосфере толщиной около 12 км перенос тепла происходит не

радиационным путем, как это представляют себе сторонники “классического” подхода к

парниковому эффекту, а в основном благодаря конвективным движениям воздушных

масс. Действительно, в плотной тропосфере (давление больше 0,2 атм) всегда доминирует

вынос тепла воздушными потоками, т.е. путем конвективного массообмена воздуха, при

котором его теплые массы расширяются и поднимаются вверх, а холодные, наоборот,

сжимаются и опускаются вниз. Радиационный перенос тепла доминирует только в

разреженных слоях стратосферы, мезосферы и термосферы. Отсюда следует главный

вывод, что среднее распределение температуры в толще тропосферы должно быть

близким к адиабатическому распределению, т.е. учитывающим расширение и охлаждение

воздуха при его подъеме и, наоборот, сжатие и разогрев воздуха при его опускании. Из

этого вовсе не следует, что конкретные распределения температуры в конкретные

моменты времени обязательно должны быть адиабатическими. Здесь имеются в виду

лишь средние распределения за промежутки времени порядка 1 месяца и более.

Регулируется процесс адиабатического распределения температуры давлением

атмосферы, а также эффективной теплоемкостью воздуха, учитывающей его

дополнительный разогрев за счет поглощения “парниковыми” газами инфракрасного

(теплового) излучения земной поверхности и выделения тепла при конденсации влаги в

тропосфере. Напомним, что при адиабатическом процессе температура газа, выраженная в

градусах Кельвина (К), всегда оказывается пропорциональной давлению газа р в степени

показателя адиабаты

, зависящего от эффективной теплоемкости газовой смеси

атмосферы:

T = C

⋅

, (10.8)

где C – постоянная. При конденсации паров воды во влажной тропосфере происходит

выделение тепла и повышение температуры воздуха, это приводит к снижению значения

показателя адиабаты

. Например, среднее значение этого параметра для влажной

тропосферы Земли равно

= 0,1905, тогда как для сухого воздуха

= 0,2846.

Важно отметить, что конденсация влаги в тропосфере порождает облачность,

которая является главным фактором, определяющим отражательную способность Земли

(ее альбедо). Это создает сильную отрицательную обратную связь между приземной и

радиационной температурами Земли, что приводит к стабилизации температурного

режима тропосферы. Действительно, любое повышение приземной температуры

усиливает испарение влаги и увеличивает облачность Земли, а это, в свою очередь,

повышает альбедо планеты и отражательную способность земной атмосферы. В

результате увеличивается отражение солнечного тепла от облаков в космос, а поступление

тепла на Землю сокращается, и средняя температура земной поверхности вновь снижается

до прежнего уровня. При этом надо учитывать, что любая отрицательная обратная связь в

системе приводит к линейной зависимости реакции на выходе системы от воздействия на

ее входе. Это свойство систем с отрицательными обратными связями универсально и

проявляется вне зависимости от природы самих систем, будь то атмосфера планеты,

электронный усилитель или центробежный регулятор Уатта в паровых машинах. В

нашем случае входным сигналом является температура, характеризующая собой

солнечное излучение на расстоянии Земли от Солнца. Для Земли эта температура,

называемая температурой “абсолютно черного тела”, равна T

= 278,8 К = +5,6 °С.

Отсюда делается второй вывод, что средняя приземная температура T

линейно зависит от

температуры, характеризующей солнечное излучение. Этих двух условий достаточно для

однозначного определения средней температуры на любом уровне земной тропосферы:

αα

pTbT ⋅⋅=

. (10.9)

291

В этом уравнении показатель адиабаты зависит от мольного веса газовой смеси

атмосферы и теплоемкости воздуха. Если теплоемкость газов c

выражать в кал/г·град, а

газовую постоянную R = 1,987 кал/моль·град, то зависимость показателя адиабаты

от

состава и влажности атмосферы легко находится по формуле

)(

rwp

CCc

++⋅

, (10.10)

где

≈ 29 – мольный вес воздуха; с

= 0,2394 кал/г·град – теплоемкость сухого воздуха;

+ C

– поправочные коэффициенты с размерностью теплоемкости, учитывающие

суммарный тепловой эффект процессов конденсации влаги C

(во влажной атмосфере) и

поглощения теплового излучения Земли и Солнца C

Распределение температуры для осредненной тропосферы Земли, построенное по

уравнению (10.9), является почти линейной функцией высоты и практически полностью

совпадает (с точностью до 0,1−0,05%) с распределением температуры в тропосфере

стандартной модели земной атмосферы со средним температурным градиентом 6,5

град/км (рис. 10.8). Напомним, что стандартная модель земной атмосферы является

осредненной по всей Земле зависимостью температуры от атмосферного давления. Эту

модель обычно используют при настройке авиационных альтиметров и тарирования

барометров, предназначенных для наземных наблюдений. С целью более жесткой

проверки универсальности выведенных закономерностей был проведен расчет

распределения температуры в плотной углекислотной тропосфере Венеры по тому же

выражению (10.9), но с подстановкой в него давлений до 90,9 атм и параметров,

отвечающих углекислотному составу ее атмосферы. При этом использовались

адиабатические уравнения, нормированные по условиям земной атмосферы (рис. 10.8).

Рис. 10.8. Распределение экспериментально определенных температур в тропосфере и стратосфере Земли

(кривая 4) и в тропосфере Венеры (1 и 2) в сопоставлении с теоретическими распределениями (5 и 3),

построенными по адиабатической теории парникового эффекта (на приведенном рисунке температуры

показаны в абсолютных (физических) градусах Кельвина)

Как видно из рисунка, теоретическое распределение температуры в тропосфере

Венеры близко (с точностью до 1–2%) совпало с экспериментально определенными

значениями температуры, измеренными советскими и американскими космическими

аппаратами – зондами. Таким образом, было показано, что средняя температура на любом

уровне достаточно плотной планетной тропосферы (с давлениум выше 0,2 атм)

однозначно определяется интенсивностью солнечного излучения, атмосферным

давлением на этом уровне и эффективной теплоемкостью воздуха, учитывающей